Спелеогенез в широком смысле охватывает развитие преимущественно вторичной (неседиментогенной) макропустотности, которое может быть связанно с процессами различной природы (тектоническими, гравитационными, вулканическими, дефляционными, эрозионными, гляциогенными, пирогенными, биогенными, антропогенными, проч.; (Дублянский, Андрейчук, 1993); табл. 1). Более детальная характеристика этих типов спелеогенеза и пещер, соответствующих им, приводится в работе В.Н. Дублянского с соавторами (Дублянский и др., 2001). В настоящей сводке рассматривается карстовый спелеогенез, обусловленный преимущественно растворением вмещающих пород при водообмене. Карстовые полости и каналы шире других распространены в верхней части земной коры, достигают наиболее крупных размеров, образуют водообменные системы и имеют наибольшее научное и практическое значение.

Спелеогенез (карстовый) определяется как развитие полостей и каналов в горной породе путем расширения преимущественно растворением первичных путей сосредоточенной фильтрации подземных вод. Карстовые каналово-полостные системы образуют уровень макропустотности (макро-скважности) пород, спелеогенное пространство, в значительной части доступное для непосредственного изучения. Спелеогенез реализуется посредством подземного водообмена, а геометрия спелеогенного пространства (структура, форма и размеры каналово-полостных систем и их элементов) определяется, в рамках имеющейся матрицы геологических неоднородностей, свойствами и эволюцией водообменных систем. В свою очередь, структура и морфология каналово-полостных систем становится ведущим фактором, определяющим проницаемость закарстованных пород и основные характеристики водообмена (его структуру и интенсивность). Сильная положительная обратная связь между водообменом и спелеоморфогенезом (и карстовым морфогенезом в целом) обуславливает настолько тесную интеграцию геоморфологии и гидрогеологии карста, что правомерна постановка вопроса о выделении соответствующей интегрированной научной дисциплины, которая может быть названа гидрогеоморфологией карста.

Этими обстоятельствами обуславливается исключительная важность спелеогенетического анализа в гидрогеологии карста и других разделах карстологии и соответствующих разделах смежных наук. Действие разных спелеогенетических агентов в разных гидродинамических условиях приводит к формированию каналово-полостных систем с существенно различными структурно-морфологическими характеристиками и гидрогеологическими функциями, что диктует необходимость различения происхождения полостей в рамках их общей карстовой природы. Задачей спелеогенетического анализа является реконструкция условий и агентов формирования каналово-полостных систем и их элементов, а также выявление их гидрогеологических функций, что является, по сути, реконструкцией свойств и истории развития материнских водообменных систем.
Генезис и механизмы развития карстовых каналово-полостных структур (типы спелеогенеза) определяются основными гидродинамическими и гидрогеохимическими особенностями водообменных систем: 1) различной степени закрытости и глубинности напорных, межпластовых и трещинно-жильных, и 2) открытых приповерхностных, преимущественно безнапорных. Соответственно, обособляются два основных типа спелеогенеза в континентальных условиях, эпигенный (гипергенный), развивающийся под действием нисходящих и латеральных потоков, формирующихся местным питанием в гидравлически открытых условиях, и гипогенный, развивающийся в напорных (закрытых и полуоткрытых) системах под действием восходящего водообмена через слои и толщи растворимых пород. Рисунок 1 демонстрирует радикальное различие общих условий и структуры водообмена в обстановках эпигенного (А) и гипогенного (Б) спелеогенеза.
Эпигенный спелеогенез. Хотя в эволюционном контексте гипогенный спелеогенез предшествует эпигенному спелеогенезу, анализ различий их механизмов и формируемых структур удобно начинать с рассмотрения более изученного и "традиционного" эпигенного спелеогенеза.

Рисунок 1 - Концептуальное представление водообменных систем эпигенного (А) и гипогенного (Б) карста. Система гипогенного карста показана в варианте артезианского сквозьпластового спелеогенеза в пластовой водонапорной системе (Климчук, 2013).

Контроль подземного стока в карстовом массиве осуществляется, в основном, двумя условиями: 1) пропускной способностью каналовых систем (проницаемостью породы, - гидравлический контроль), 2) доступным количеством питания. С ростом проницаемости каналов первоначальный гидравлический контроль сменяется на контроль доступным питанием (Palmer, 1991). На ранних стадиях спелеогенеза низкая пропускная способность и слабая интегрированность каналов обеспечивает сохранение напора на контуре питания, расход в системе каналов контролируется их собственной проницаемостью, поддерживается процесс инициирования (прорыва) каналов и перехода в фазу быстрого развития. Однако вследствие быстрого роста поперечных размеров тех каналов, которые прошли спелеогенное инициирование (т.е. вошли в стадию спелеогенного развития), их проницаемость быстро увеличивается, а гидравлический градиент резко уменьшается. Дальнейшая эволюция каналов и водоносной системы (т.е. собственно спелеогенное развитие) радикально различается в зависимости от открытости/закрытости гидрогеологических условий и характера питания, чем и определяются генетические и структурно-функциональные различия эпигенного и гипогенного спелеогенеза.

В открытых условиях эпигенного карста питание поступает с поверхности, а базис дренирования определяется эрозионными врезами. После "полного" прорыва (т.е. установления режима спелеогенного развития на всем пути от контура питания к участку разгрузки), возможность увеличения расхода и поддержания быстрого роста фреатических каналов определяется главным образом доступным количеством питания с поверхности. Соответственно, дальнейшее развитие каналов сопровождается конкуренцией за расход и поверхностное питание, что обуславливает возрастание концентрированности последнего и тесную генетическую связь между спелеогенезом и поверхностным карстовым морфогенезом. При дальнейшем спелеогенном развитии успешных каналов, питания оказывается недостаточно для поддержания градиента, свободная поверхность подземных вод в массиве быстро снижается почти до уровня базиса дренирования, а каналы продолжают развиваться, а затем деградировать (заполняться, разрушаться), в зоне аэрации.

Механизм эпигенного спелеогенеза использует в наиболее сильной форме обратную связь между расходом и ростом каналов, не только на стадиях раннего спелеогенеза и инициирования, но и в ходе дальнейшего развития. Постоянная высокая конкурентность в эволюции каналов обуславливает формирование преимущественно древовидных каналово-полостных структур и резкое возрастание неоднородности и анизотропии проницаемости. Ввиду прямой связи каналово-полостных систем с поверхностью и адаптацией последней под наиболее эффективное питание таких систем, режим источников характеризуется большими вариациями расходов. Эпигенный спелеогенез усиливает латеральную гидравлическую интеграцию массивов и горизонтов растворимых пород. В иерархической структуре гидростатических (инфильтрационных) водообменных систем (Toth, 1995) эпигенный спелеогенез связан с локальными системами или областями питания промежуточных и региональных систем.

Гипогенный спелеогенез. Гипогенный спелеогенез определяется как развитие полостей и каналов под растворяющим действием восходящих вод в напорных водообменных системах, связанных с удаленными, отделенными (слабопроницаемыми слоями и толщами) или внутренними источниками питания. Он развивается в закрытых и приоткрытых гидрогеологических условиях и приурочен преимущественно к зонам разгрузки и/или взаимодействия водообменных систем различных масштабов, глубинности и природы (инфильтрационных - гидростатический механизм возникновения напора; элизионных - геостатический и геодинамический механизм возникновения напора; эндогенный - термобарический механизм возникновения напора; систем плотностной конвекции). В условиях напорного режима фильтрации в гидравлически зарегулированных системах, наличие разгрузки подземных вод является определяющим фактором водообмена (Всеволожский, 1983) и, соответственно, спелеогенеза.

В напорной водообменной системе, отделенной или удаленной от краевых участков прямого инфильтрационного питания, питание и разгрузка коллекторов растворимых пород осуществляется через смежные нерастворимые породы с относительно консервативной проницаемостью, причем расход потока во всей системе контролируется наименее проницаемыми элементами разреза. До спелеогенеза, в числе наименее проницаемых элементов обычно оказываются растворимые породы. Расход поперечного потока через незатронутые растворением трещины в таких породах контролируется их раскрытием, а спелеогенное инициирование происходит по общим закономерностям.

После инициирования (т.е. после наступления фазы прорыва) происходит резкое ускорение роста канала, но одновременно и резко снижается гидравлический градиент. Но при этом контроль над расходом быстро переходит к проницаемости смежных слаборастворимых слоев (или других наименее проницаемых элементов системы), которая является консервативной и не позволяет дальнейшее увеличение расхода, в результате чего дальнейший быстрый рост канала приостанавливается. Этим ослабляется действие позитивной обратной связи между расходом и ростом каналов, и ослабляется спелеогенная конкурентность (доминантная для эпигенного спелеогенеза), что способствует более рассеянному и равномерному развитию карстовых каналов при наличии соответствующих структурных предпосылок. Первые достигшие прорыва каналы не получают подавляющего преимущества в дальнейшем развитии, и оказывается возможным рост остальных протоканалов, "догоняющих" более успешных собратьев. В слоистых водонапорных комплексах, этот механизм спелеогенеза обуславливает формирование лабиринтовых, кластерных или линейных прерывистых каналово-полостных структур, характеризующихся однообразными размерами и морфологией каналов.

В действии описанного механизма ослабления обратной связи водообмен-растворение состоит фундаментальная генетическая причина отличий гипогенного спелеогенеза от спелеогенеза эпигенного, и основная причина различий в структуре и морфологии соответствующих каналово-полостных систем.

Признаки гипогенных полостей. Идентифицировать гипогенно-карстовую природу спелеогенеза можно лишь в случае комплексного подхода, включающего

применение следующих групп критериев:
гидростратиграфических, палеогидрогеологических, палеогеографических и геоморфологических;
спелеоморфогенетических (структура и мезоморфология каналово-полостных систем);
минералого-геохимических и спелеоседиментологических.

1. Анализ геологических, гидрогеологических и геоморфологических условий, как современных, так и прошлых обстановок, позволяет выявить общую организацию геогидродинамических и каналово-полостных систем, их положение в региональных гидрогеологических структурах, а также (ретроспективно) изменения этой организации под влиянием тектонической и геоморфологической эволюции. Особое внимание уделяется:

гидростратиграфии карстующейся и смежных толщ,
характеру и распределению элементарных структур проницаемости в этих толщах,
истории тектоно-геодинамической активности и геоморфологического раскрытия напорных водообменных систем,
проявлениям гидрохимических и термальных аномалий и их минералого-геохимических следов в исследуемых и смежных участках.

С использованием геоморфологического анализа выявляется наличие или отсутствие прямых функциональных и парагенетических связей пещер и других вскрытых дневной поверхностью карстопроявлений с современным рельефом. Отсутствие таких связей является важным индикатором гипогенной природы карстопроявлений.

2. Спелеоморфогенетические критерии являются основными в процедуре идентификации гипогенного карста и позволяют определить особенности заложения каналово-полостных структур в геологическом пространстве, их структуру и морфологию, а также функциональную роль их отдельных элементов. Решение задач идентификации усложняется возможностью наследования карстовых структур в ходе эволюции, в случае которого вся структура либо ее элемент будут являться реликтовыми, то есть отделенными от обстановки своего формирования.

Диагностическим для гипогенных пещер является совместное нахождение спелеоформ, связанных пространственно и функционально в группы-комплексы, в пределах которых прослеживается восходящая организация формообразующих потоков и струй (включая конвективные ячейки): от питающих каналов (фидеров) в нижней части полостей, через промежуточные стенные и потолочные спелеоформы (восходящие стенные каналы и потолочные каналы-полутрубы, к выводящим потолочным формам (куполам, каминам). Такие группы выделены А.Б. Климчуком в качестве "морфологических комплексов восходящих потоков" (МКВП; рис. 2), а их наличие является сильным диагностическим признаком гипогенного происхождения пещер (Климчук, 2013; Klimchouk, 2007). В многочисленных публикациях разных авторов показано широкое распространение МКВП в гипогенных пещерах в различных породах и обстановках по всему миру и подтверждена эффективность его использования в качестве одного из основных диагностических критериев.

Несмотря на большую вариабельность литологии вмещающих пород и гидрогеохимических механизмов гипогенного спелеогенеза, а также размеров и структур гипогенных полостей, они характеризуются примечательным сходством мезоморфологии (изоморфизмом), обусловленным общими гидродинамическими условиями и механизмами спелеоморфогенеза:

напорным характером водообменных систем и их низкодинамичной средой;
восходящим вектором водообмена;
поперечной (латерально-обособленной) природой полостей, формируемых восходящими потоками по сквозьпластовым и сквозьформационным структурным элементам, и их латеральным слиянием по некоторым горизонтам (ярусам) при определенных условиях;
большой ролью свободной плотностной (температурной или концентрационной) конвекции, создающей характерные спелеоморфы.

Морфологические комплексы восходящего потока (МКВП) в гипогенной каналово-полостной системе с доминированием стратиформной (А) и сквозьформационной (Б) организации (Климчук, 2013)

Рисунок 2 - Морфологические комплексы восходящего потока (МКВП) в гипогенной каналово-полостной системе с доминированием стратиформной (А) и сквозьформационной (Б) организации (Климчук, 2013).

Характерной чертой морфологии гипогенных полостей является широкое распространение разнообразных округлых углублений – ниш, каверн и "карманов" в стенах, восходящих каналов в нависающих стенах, разнообразных скульптурных углублений в сводах (куполов и "каминов" с округлыми замыканиями), а также тонких скальных перегородок и скульптурных выступов – "подвесок". Также характерным элементом морфологии стратиформных гипогенных полостей является наличие в их нижних частях субвертикальных каналов – "фидеров", которые могут располагаться по оси вытянутых ходов ("рифтовые" фидеры), или иметь очаговый (точечный) характер и быть округлыми субвертикальными каналами, часто с расширенным и ракушкообразными устьевыми частями. Фидеры являются функциональными элементами каналово-полостных систем гипогенного происхождения и имеют важное диагностическое значение. Номенклатура применяемых названий и типичные сочетания спелеоформ отражены на рисунке 3.

Плановый рисунок пещерной сети гипогенного происхождения, как правило, имеет лабиринтовый характер. В вертикальном разрезе присутствуют элементы стратиморфной этажности, повторение функционально взаимосвязанных морфологических комплексов восходящего потока на каждом этаже.

3. Минералого-спелеоседиментологические и изотопно-геохимические индикаторы дают ценную информацию о свойствах флюидов и физико-химических процессах обстановок спелеогенеза, позволяют датировать эти обстановки.

Среди вторичных отложений полостей ключевыми для идентификации гипогенного спелеогенеза стали следующие группы:

Водно-механические отложения. Гранулометрический состав и характер распространения всех глинистых осадков указывает на их отложение в слабодинамичных фреатических условиях, с ограниченными возможностями поступления глинистого материала. Отложения крупных размерностей (песчаные и гравийно-галечниковые) практически отсутствуют. Это говорит о том, что большинство пещер даже линейной структуры никогда не функционировали в режиме понор - источник, характерном для эпигенного спелеогенеза.

Характерные реликтовые формы гипогенного карста

Рисунок 3 - Характерные реликтовые формы гипогенного карста.
а – вскрытый напорный купол; б – потолочный канал-арка; в – восходящий стенной канал, переходящий в потолочную арку; г – главная галерея (мастер-ход) с рифтовым фидером в полу; д – ниши (гроты), разъединенные скальными перемычками (пендантами); е – точечный фидер в полу вскрытого зала.

Среди хемогенных отложений ключевыми являются отложения фреатического (субаквального) кальцита, представляющие собой массивные зональные коры параллельно-шестоватого кальцита коричневого цвета (рис. 4). Такие отложения характерны для восходящих источников напорных водоносных систем, что подтверждено исследованиями флюидных включений и изотопного состава данных образцов. Кроме них, важнейшими индикаторами гипогенного происхождения являются также "экзотические" минералы, входящие в состав минеральных парагенезов глубококорневых сквозьформационных флюидопроводящих систем.

Среди различных типов гравитационных отложений характерными для гипогенных полостей служат обвально-гравитационные отложения в виде крупных фрагментов скальных подвесок и перегородок между некогда отдельными сближенными ходами, обрушение которых происходило в фазу раскрытия водонапорной системы ввиду снятия архимедовой поддержки.

Работами ряда зарубежных авторов, а также новейшими исследованиями Украинского Института спелеологии и карстологии, выявлено формирование в гипогенных карстовых каналах пристеночной зоны выраженных изменений изотопного состава углерода и кислорода вмещающих пород (Plan и др., 2006; Dublyansky, Spötl, 2008; Dublyansky и др., 2011; Климчук и др., 2014), что служит важным диагностическим признаком их гипогенного происхождения.

Таким образом, спелеогенетический анализ включает три взаимосвязанных направления: 1) спелеоморфогенетический анализ; 2) минералого-геохимический, седиментологический и фациальный анализ пещерных отложений; 3) сопряженный анализ условий и обстановок спелеогенеза, выявляемых по результатам первых двух направлений, с локальной и региональной палеогидрогеологической и геоморфологической историей (Климчук, 1999; Дублянский, 1977). Конечным результатом спелеогенетического анализа является максимально полная реконструкция характера и свойств полостеформирующей водообменной системы и ее эволюции, условий и факторов спелеогенеза (геодинамических, гидродинамических, гидрогеохимических, геолого-структурных, проч.) на различных этапах ее развития, гидрогеологических функций каналово-полостных структур и их элементов.

Геохимические индикаторы гипогенного карста

Рисунок 4 - Геохимические индикаторы гипогенного карста
1 - железосодержащий заполнитель полостей, вскрытых карьером; 2 – гипс из закарстованных трещин; 3 – кальцитовые жилы в пещерах; 4 – брушито-апатитовая минерализация; 5 - керн через покров шестоватого кальцита из фреатических отложений пещерных источников с диаграммами изменения изотопного состава; 6 – кристаллы шестоватого кальцита.

ИСПОЛЬЗОВАННАЯ ЛИТЕРАТУРА:

Dublyansky Y., Spötl C. Carbonate bedrock alteration during lowtemperature hydrothermal karstification: a potential tool for hydrogeological paleothermometry using oxygen isotopes // Geophysical Research Abstracts, EGU General Assembly. – 2008. – 12 p.
Dublyansky Y. , Klimchouk A., Timokhina E., Spötl C. Isotopic indications of water-rock interaction in the hypogene Tavrskaya cave, Crimea, Ukraine // Geophysical Research Abstracts EGU2011-3055. - Vol. 13. - 2011. – p.11.
Klimchouk A.B. Hypogene Speleogenesis: Hydrogeological and Morphogenetic Perspective // National Cave and Karst Research Institute Special Paper no. 1. – Carlsbad, NM: National Cave and Karst Research Institute, 2007. – 106 p.
Palmer A.N. Origin and morphology of limestone caves // Geological Society of America Bulletin. – 1991. – № 103 (1). – Р. 1-21.
Plan L., Pavuza R., Seemann R. Das Nasse Schacht bei Mannersdorf am Leithagebirge, NO (2911/21) – eine thermal beeinflusste Hoehle am Ostrand des Wiener Beckens // Die Hoehle. – 2006. – № 57. – Р. 30-46.
Toth J. Hydraulic continuity in large sedimentary basins / J. Toth // Hydrogeology Journal. – 1995. - №3 (4). – P.4-15.
Всеволожский В.А. Подземный сток и водный баланс платформенных структур. – М.: Недра, 1983. – 167 с.
Дублянский В.Н., Андрейчук В.Н. Генетическая классификация подземных полостей // Геоморфология. — 1993. — № 1. — С. 31—37.
Дублянский В.Н. Карстовые пещеры и шахты Горного Крыма. – Л.: Наука, 1977. – 180 с.
Дублянский В.Н., Дублянская Г.Н., Лавров И.А. Классификация, использование и охрана подземных пространств, - Екатеринбург: УрО РАН, 2001. - 195 с.
Климчук А.Б. Гидрогеологические условия развития и генезис карстовых полостей в неогеновых сульфатных отложениях Волыно-Подольского артезианского бассейна: автореф. дисс. …канд. геол. наук. - Киев, 1999. – 25 с.
Климчук А.Б. Гипогенный спелеогенез, его гидрогеологическое значение и роль в эволюции карста. – Симферополь: ДИАЙПИ, 2013. – 180 с.
Климчук А.Б., Дублянский Ю.В., Тимохина Е.И., Амеличев Г.Н. Морфологические и изотопные изменения пород в стенах реликтовых гипогенных карстовых каналов в Предгорном Крыму как индикаторы палеогидрогеологических условий // Современные проблемы литологии осадочных бассейнов Украины и сопредельных территорий. – Киев, 2014. – С.44-46.